Геоморфологічні особливості утворення Подільських Товтр

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

ЗМІСТ

Вступ

Розділ 1. Теоретико-методологічні основи вивчення геоморфологічних особливостей

1.1 Сутність поняття геоморфологічні особливості

1.2 Понятійно-термінологічна система

1.3 Методика дослідження

1.4 Історія дослідження геоморфологічних особливостей Подільських Товтр

Розділ 2. Формування рельєфу Подільських Товтр

2.1 Формування верхньобаденських органогенних споруд

2.2 Формування нижньосарматських органогенних споруд

2.3 Сучасні геоморфологічні особливості Подільських Товтр

Висновки

Список використаних джерел

ВСТУП

Актуальність дослідження. На сьогоднішній день важливим є знання про геоморфологічний рельєф певної території. Досліджуючи рельєф земної поверхні ми дізнаємося про сукупність нерівностей поверхні суходолу, різноманітних за обрисами, розмірами, походженням, будовою, віком та історією розвитку, а також сукупність форм земної поверхні, які перебувають на різних стадіях розвитку, у складному поєднанні одна з одною й у взаємозв'язку з навколишнім середовищем.

При рішенні проблем збалансованого природокористування слід враховувати сучасні природні процеси на териториї України та ії регіонах. Зокрема важливе значення серед природних процесів мають сучасні геоморфологічні процеси. Тому актуальним є дослідження та вивчення геоморфологічних процесів певної території адже вони формують її рельєф.

Мета дослідження визначення геоморфологічних особливостей утворення Подільських Товтр.

Виходячи з поставленої мети нам необхідно було виконати наступні завдання:

* ознайомитися з літературними джерелами, у яких розглядаються особливості формування різних форм рельєфу;

* проаналізувати формування органогенних споруд верхнього баденію;

* проаналізувати формування органогенних споруд нижнього сармату;

* визначити сучасні геоморфологічні особливості Подільських Товтр.

Об'єктом дослідження є формування верхньобаденських та нижньосарматських органогенних споруд.

Предметом дослідження є функціональна, територіальна й організаційна структура формування рельєфу Подільських Товтр.

Методи дослідження - картографічний, літературний, історичний, системного підходу, аналіз, синтез, діалектичний, морфологічний.

Структура і обсяг курсової роботи - робота викладена на - 29 сторінках машинописного тексту та складається зі вступу, двох розділів, висновків, списку використаних джерел та додатків.

РОЗДІЛ 1. ТЕОРЕТИКО-МЕТОДОЛОГІЧНІ ОСНОВИ ВИВЧЕННЯ ГЕОМОРФОЛОГІЧНИХ ОСОБЛИВОСТЕЙ

1.1 Сутність поняття геоморфологічні особливості

Поняття «рельєф» у геоморфології означає сукупність нерівностей земної поверхні, які утворені і розвиваються під впливом екзо- та ендогенних чинників. Основними властивостями рельєфу є морфологія, генезис, вік та динаміка. Слід розрізняти поняття «чинники рельєфоутворення», тобто рушійні сили певних процесів, та, власне, «процеси рельєфоутворення». Так, тектонічні рухи як чинник зумовлюють процеси денудації або акумуляції, а як рельєфоутворювальний процес можуть безпосередньо змінювати земну поверхню. Процес утворення форм рельєфу відбувається під безпосередньою дією геоморфологічних процесів - те, що відбувається на поверхні або в глибині Землі, а також факторів. Фактори рельєфоутворення виступають ареною, на тлі якої протікають геоморфологічні процеси. Фактори активної участі у виникненні рельєфу не беруть, але корегують процеси й зумовлюють їх особливості та відповідні результати за різної природної обстановки. Процеси рельєфоутворення. В залежності від місця локалізації джерела енергії, яка діє на земну поверхню, геоморфологічні процеси поділяються на 2 типи: 1) ендогенні; 2) екзогенні. Головна теза формування рельєфу - форми рельєфу виникають в результаті взаємодії як ендогенних, так і екзогенних процесів.

Ендогенні процеси. Джерелом ендогенних процесів є внутрішня енергія Землі. Ендогенні процеси формують найбільші форми рельєфу: планетарні, мега- та макроформи. Їх поява зобов'язана особливостям структури земної кори і її змінам внаслідок тектонічних або вулканічних процесів. До головних ендогенних геоморфологічних процесів відносяться:

* вулканізм (лава виливається на земну поверхню) та інтрузивний магматизм (застигає лава в пластах земної кори - батоліти, штоки, неки, лаколіти, дайки);

* землетруси земної кори (як результат вивільнення енергії в активно тектонічних районах);

* утворення геологічних структур внаслідок процесів горотворення;

* метаморфізація осадових гірських порід;

* деформації земної кори - вертикальні та горизонтальні зміщення блоків земної кори (епейрогенічні на платформах і плитах, рухи літосферних плит), утворення тектонічних розломів й порушення вихідної будови кори уздовж них (виникнення горстів, грабенів, зрушень та ін.);

* неотектонічні рухи земної кори (упродовж неогену та четвертинного періоду кайнозойської ери за останні 20-25 млн. р.);

Екзогенні процеси. Джерело енергії екзогенних процесів - зовнішнє відносно земної поверхні. Головне джерело - енергія Сонця, яка трансформується на поверхні Землі в енергію рухливої води, повітря, твердого матеріалу літосфери. Допоміжною енергією завжди виступає гравітаційна енергія Землі. До екзогенних геоморфологічних процесів відносяться:

* вивітрювання гірських порід - фізичне, хімічне, біологічне;

* дія води - під час руху та розчинення мінералів і карстових порід; характерна для всієї поверхні контакту між гідросферою та літосферою - в Світовому океані, озері, льодовиках, ріках і т.д;

* дія вітру - еоловий процес;

* переміщення мас гірських порід - зсуви, обвали, осипання тощо, які об'єднуються часто в групу схилових процесів;

* дія живих організмів - коралів в океанах (формуються коралові рифи з островами), термітів в тропіках (формуються пагорбовий мікрорельєф);

* антропогенна діяльність;

* космічні процеси - дія припливних сил Місяця та Сонця, випадіння пилу, падіння метеоритів тощо.

В реальних умовах на місцевості екзогенні геоморфологічні процеси вкладаються в 3 стадії: денудація - загальна назва процесу руйнації гірських порід і мінералів, є початком екзогенного рельєфоутворення; денудація буває - водною ерозією дна та берегів водотоків, морської або озерною абразією берегів; дефляція - видування та розвіювання вітром дрібнозему; коразія - обточування, шліфування, висвердлювання твердих гірських порід вітром; екзарація - руйнація гірських порід льодовиком; корозія - розчинення гірських порід водою; суфозія - винесення твердого дрібнозему підземними водами; антропогенна денудація - видобування гірських мас відкритим або підземних способами; в ідеальній моделі розвитку рельєфу кінцем процесу денудації є вирівнення земної поверхні - її пенепленізація; денудація веде до зрізання рельєфу й його гіпсометричне пониження; - переміщення твердої гірської маси водою (в тому числі й твердою), вітром або сама собою, під впливом сили тяжіння Землі; акумуляція - процес накопичення знесеного твердого матеріалу, його відкладання в западинах, що веде до загального підняття території.

Основними формами рельєфу є рівнини та гори. Рівнини - це ділянки поверхні, що характеризуються незначними коливаннями висот та малим ухилом. Коливання висот у їхніх межах не перевищує 200 м, а ухили менше 5 м. Рівнини розташовані на платформах, які мають у своїй будові два поверхи. Нижній - кристалічний фундамент, верхній поверх - осадовий чохол. За висотою над рівнем моря виділяють три основних типи рівнин: низовини, височини й плоскогір'я. Поверхня височин піднесена на висоту від 200 м до 500 м над рівнем моря. Якщо рівнина досягає абсолютної висоти 500 м та більше, її називають плоскогір'ям.

Гори - це великі ділянки земної поверхні, високо підняті над рівнем моря, які характеризуються різким коливанням висот. У горах чергуються стрімко підняті гірські хребти з глибокими міжгірськими улоговинами. Рельєф гір формується в результаті активної дії внутрішніх процесів, з наступним ускладненням його зовнішніми процесами. За висотою над рівнем моря гори бувають низькі, середні та високі. Низькими вважають гори, висота яких не перевищує 1000 м. Вони, як правило мають порослі лісом достатньо пологі схили. Висота середніх гір коливається в межах від 1000 м до 2000 м над рівнем моря. Їхні вершини рідко вкриті снігом, а схили також достатньо пологі. Вершини високих гір сягають висоти понад 2000 м. Їх схили стрімкі, а вершини гострі, безлісі, протягом року вкриті снігом та льодом.

1.2 Понятійно-термінологічна система

геоморфологічний подільські товтри

При написанні даної курсової роботи слід використовувати такі терміни та поняття: Товтровий кряж, плато, Товтри, Медобори, бічні товтри, бар'єрний риф, викопна органогенна побудова, органогенно-детритові вапняки.

Товтри - це яскраво виражений орографічний елемент у сучасному рельєфі Подільської височини. Вони простягаються з північного заходу на південний схід уздовж лінії Підкамінь (Львівська обл.) - Гаї Розтоцькі - Збараж - Скалат - Красне - Личківці (Тернопільська обл.) - Іванківці - Вишнівчик - Кам'янець-Подільський (Хмельницька обл.) - Ліпкани (Молдова) - Штефанешти (Румунія) майже на 250 км. За походженням це викопні органогенні споруди, які сформувались у мілководних прибережних водах міоценового Паратетису, що існував на території України 13-18 млн років тому.

Бічні товтри - це рифові споруди нижнього сармату, які в сучасному рельєфі виявляються у вигляді відокремлених скелястих, часто конусоподібних пагорбів чи груп пагорбів, які, зазвичай, розташовані на північний захід від Головного пасма Подільських Товтр.

Плато - це структурна рiвнина, вкрита лесовидними суглинками.

Товтровий кряж - денудацiйна височина з "вiдкопними" формами рельєфу.

Медобори - сильно розчленовані, скелясті вапнякові пасма. Частина єдиного у світі гірського кряжу Товтри, що з'явився не внаслідок тектонічних процесів, а утворений живими організмами - кораловими поліпами. Унікальне геологічне утворення з неповторними ландшафтами. За багатство медоносних рослин народ назвав Товтри (у межах України) Медоборами.

Бар'єрний риф - гряда, складена вапняними скелетами відмерлих коралів і покрита зростаючими коралами.

Мінеральні ресурси - це сукупність запасів корисних копалин мінерального походження.

Осадонакопичення - процес взаємодії поверхневих геосфер Землі - атмосфери, гідросфери і літосфери за участю різних організмів (біосфери), який веде до утворення осадів на поверхні суші, в ріках, озерах, морях, океанах.

Риф - пасмо підводних чи невисоких надводних скель на мілководді, що утворюються під час розмиву дна, берегів або внаслідок нагромадження решток колоніальних коралів, молюсків тощо.

Викопна органогенна побудова - викопна гряда, складена скелетами відмерлих мінералів.

Органогенно-детритові вапняки - органічний мул і залишки організмів в осадових гірських породах.

1.3 Методика дослідження

В процесі вирішення поставлених завдань нами застосовані такі методи; історичний, картографічний, літературний, системного підходу, аналіз, синтез, математичне моделювання.

Картографічний метод є доцільним для створення додатків до курсової, адже карти є дієвим інструментом наукових досліджень. Був застосований при створенні гіпсометрії підошви верхнього баденію та нижнього сармату.

Літературний метод полягає у відборі й аналізі літературних джерел, що тією чи іншою мірою стосуються об'єкту вивчення нашої курсової роботи.

Історичний метод дає змогу дослідити виникнення, формування та розвиток процесів і подій у хронологічній послідовності з метою виявлення внутрішніх та зовнішніх зв'язків, закономірностей та суперечностей. Даний метод використовується в історії дослідження утворення Подільських Товтр.

Системний підхід використано на початковому етапі роботи над курсовою, при складанні вступу, для постановки завдань дослідження.

Метод аналізу ми використали при розмежуванні основних етапів формування верхньобаденських та нижньо-сарматських органогенних споруд Подільських Товтр.

Синтез. На основі синтезу була створена гіпсометрія сучасного рельєфу Подільських Товтр.

Діалектичний метод дає змогу розуміти основний постулат: рельєф Землі - це результат взаємодії ендо- (внутрішніх) та екзогенних (зовнішніх) чинників рельєфоутворення.

Морфологічний метод ми застосували у вивченні зовнішнього вигляду форм і типів рельєфу. Цей метод спостерігається при розгляді другого розділу даної курсової роботи.

1.4 Історія дослідження геоморфологічних особливостей Подільських Товтр

В історії геолого-геоморфологічного вивчення Подільських Товтр за спрямуванням, детальністю досліджень та завданнями, які при цьому вирішувались, виділяємо три етапи. Враховуючи внутрішню неоднорідність кожного з них, вважаємо за доцільне розділяти їх на періоди.

Перший етап (ХІХ - поч. ХХ ст.) характеризується вивченням загальних особливостей геологічної будови та рельєфу пасма. Тут виділяємо два періоди:

1. (до 1867 р.). У цей час відбуваються перші геолого-геоморфологічні експедиції з вивчення Подільських Товтр, які організували В. Г. Бессер (1828), Е. І. Ейхвальд (1830), Г. Яковицький (1827, 1828, 1830).

Г. Яковицький подав огляд мінералів, які зустрічаються на Поділлі і Волині, Е. І. Ейхвальд - мінералогічну характеристику Литви, Волині і Поділля. Детальний опис малакофауни з фації піщаних осадків верхнього баденію знаходимо у Ф. Дюбуа-де-Монперо (1831) та Е. Ейхвальда (1830).

2. (1867-1920 рр.). Це час досить детальних досліджень геологічної будови Товтр. У 1867 р. російський дослідник М. П. Барбот-де-Марні [2] вперше інтерпретував Товтри як рифове утворення, вважаючи їх „бріозоїчними атолами”, складеними переважно моховатками. Він визначив вік рифових вапняків як другий середземноморський (тепер - баденський), а також дав для Поділля віденський поділ неогенових відкладів.

В. Тейсейр також уперше зазначив, що при формуванні так званих "богутських” вапняків берегова лінія знаходилась на схід, а у фазі вапняків серпулових (сармат) - на захід від Медоборів на приблизно однаковій відстані від рифу. Оолітові вапняки, розташовані на схід від пасма, означають кінець рифового процесу. Медобори у фауні міоцену були одним з найбільших та найпівнічніших рифових масивів [9].

Російський геолог і геоморфолог В. Д. Ласкарєв [18] дав детальну характеристику геологічної будови і рельєфу Товтр на фоні сусідніх регіонів, уперше вказав на існування у їхніх межах прохідних долин та розглянув двоциклічну схему формування річкової мережі Поділля.

Другий етап (1920-1970 рр.) характеризується розширенням спектру досліджень та їх деталізацією. За інтенсивністю та змістом досліджень тут виділяємо два періоди:

1. (1920-1939 рр.) вирізняється обмеженою кількістю робіт з геології та геоморфології Товтр. Необхідно виокремити праці Р. Р. Виржиківського, Н. В. Думітрашко, О. К. Бирулі, В. О. Ґериновича. Найбільше значення мають дослідження Р. Р. Виржиківського із стратиграфії міоцену. Ним було уточнено зокрема стратиграфію нижньої частини сарматського ярусу в районі західного схилу Подільського кристалічного масиву. Р. Р. Виржиківський відкрив і частково описав нову гряду сарматських рифових вапняків Поділля [4]. Сьогодні вона відома як Мурафські Товтри.

2. (1939-1970 рр.) - це час надзвичайно інтенсивного і різнобічного вивчення рифового пасма Поділля. З'являються ґрунтовні роботи з геології - І. К. Королюк (1952), В. Г. Бондарчука (1959); стратиграфії - Л. М. Кудріна, О. С. Вялова (1965); геоморфології - К. І. Геренчука (1949, 1950), П. М. Цись [4].

Особливості геоморфологічної будови та історію континентального етапу розвитку товтрового пасма детально вивчав К. І. Геренчук (1949). В будові Товтр К. І. Геренчук [3] виділяє головний кряж, бокові товтри і поперечні долини. Автор відзначає відмінності між центральною частиною пасма та його галицьким і бесарабським флангами, які представлені, відповідно, масивним валоподібним кряжем та невеликими групами і роями скелястих горбів і товтр. К. І. Геренчук зазначає також, що форми товтр на згаданих флангах пасма дуже відрізняються. Якщо галицькі товтри чітко виділяються у рельєфі, то бесарабські (Прут-Дністровські, за Г. І. Денисиком [9]) добре помітні лише в межах річкових долин і практично не вирізняються на вододілах. Такі відмінності автор пояснює різним ступенем відпрепарованості товтрових форм ерозією.

П. М. Цись вважав, що бар'єрний риф був повністю похований під дельтовими піщано-глинистими відкладами і пізніше відпрепарований ерозійно-денудаційними процесами, зумовленими четвертинними підняттями і врізом рік.

І.К. Королюк (1952) зробила спробу ув'язати лінійність пасма з геологічною будовою південно-західної окраїни Східно-Європейської платформи.

В.Г. Бондарчук (1959) вказав на найбільш загальні структурні зв'язки лінійної зони Товтрового пасма, звернувши увагу на приуроченість його до краю Волино-Подільської плити.

У роботі Л. М. Кудріна (1966) подано детальний аналіз рифових фацій, систематичний склад фауни та її екологічні особливості. В межах генетичного типу водоростевого рифу автор виділяє фації біогермів, органогенно-уламкових відкладів і детритусових осадків, а також фацію гемогенних відкладів (гіпсів та вапняків) лагун в межах рифів.

Пасмо приурочене, на думку дослідника, до антиклінальних складок, розташованих у зоні глибинного розлому. На підставі аналізу умов утворення одновікових фацій в рифових масивах і поза ними, а також перевищень цих фацій на сучасній географічній основі зроблено висновок про те, що рифовий масив Товтрового пасма характеризувався більшою рухливістю, ніж прилеглі території, і, відповідно, більшою амплітудою постбаденських піднять [4].

Третій етап (з початку 1970-х р. до наших днів) також поділяємо на два періоди. Переломним тут є 1991-й рік з відомими політичними та економічними подіями, які вплинули на масштаби та глибину подальших досліджень.

1. (1970-1991 рр.) - час активних тектонічних досліджень Поділля загалом і Товтр зокрема. Результати їх представлені у працях низки дослідників, насамперед М. С. Яриша (1972), В. С. Заїки-Новацького (1972), Й.М. Свинка (1968, 1969, 1973), Т. О Знаменської (1973, 1976), І. Д. Гофштейна (1979), Б. П. Різуна, Є. І. Чижа (1986) та ін.

А. Г. Андрєєв та В. І. Гук вивчали геоморфологію та неотектоніку Товтр. Товтри були перекриті товщею пухких відкладів, тому практично не зазнали впливу денудації і збереглися у первинному вигляді [1].

Тектонічна природа товтрової гряди висвітлена у статті Т. О. Знаменської (1976). На думку дослідниці, Товтрова зона характеризувалася тектонічною активністю протягом усієї історії розвитку регіону. За даними геологознімальних робіт вона робить висновок, що існування валу у межах Товтрової зони простежується з раннього кембрію. У силурі валоподібне підняття фіксується як зона мілководдя, в межах якої набули розвитку строматопорово-коралові біогерми. У крейдовий час ця структура являла собою витягнутий у північно-західному напрямі острів, який не вкривався морем. В епоху передбаденської трансгресії він виступав у рельєфі у вигляді пологого підняття, до східного схилу якого пізніше був приурочений розвиток рифових фацій міоцену. У сарматі в результаті піднесення Карпат підняття охопили й прилеглу до них мобільнішу частину Волино-Подільської плити. Внаслідок цього сарматське море відійшло на схід. Рифоутворення було приурочене вже до західного берега сарматського басейну [10]. На захід від Товтрової зони поширені глибоководні піщано-вапняково-глинисті відклади [11]. В геоморфологічному районуванні України В. П. Палієнко та І. Л. Соколовський (1974) розглядають Товтри як антиклінальну височину. На думку І. Д. Гофштейна [6], назва морфоструктури „антиклінальна височина Товтрового пасма”, недостатньо обґрунтована. Власне Товтрове пасмо не має антиклінальної будови. Воно, як зазначали попередні дослідники [10, 15], насаджене на валоподібне підняття підстелюючих порід, яке зумовлене розломом земної кори.

2. (з 1991 року до наших днів) - це час різнобічних, часто епізодичних досліджень. Проводяться вони в основному на території природного заповідника „Медобори” та національного природного парку „Подільські Товтри”.

Й. М. Свинком установлено генетичний зв'язок між регіональними розломами у фундаменті Волино-Подільської плити, тектонічними тріщинами у рифовому масиві та напрямками простягання річкових долин, ярів та балок.

Д. Ковалишин та І. Каплун [12] висловлюють думку, що найбільші з товтрових утворень могли піддаватись абразійно-акумулятивній діяльності моря і бути перетвореними на острови.

Погоджуючись з принциповою можливістю запропонованої схеми, слід однак звернути увагу на той факт, що утворення баденських рифів відбувалось всередині великого поля літотамнієвих водоростей (за Є. К. Лазаренком, 1969), що дали початок вапняковим шарам. Окрім того, у ранньому баденії риф знаходився, за деякими даними [20], на відстані 15-30 км від східного берега Сарматського моря, у ранньому ж сарматі, внаслідок трансгресії моря у східному напрямку, риф розміщувався вже ближче до західного берега морського басейну [10].

У статтях К. Москалюк [20] здійснено геоморфологічне мікрорайонування території заповідника "Медобори”, виділено 10 геоморфологічних підрайонів Подільських Товтр та запропоновано їх типізацію.

Вивченню карстових процесів у межах Товтр присвячені статті О. Д. Кучерука, В. П. Коржик [14] та В. В. Файфури, М. Я. Сивого. Мінеральні ресурси Товтрової гряди у загальних рисах охарактеризовані в монографіях М. Сивого, В Кітури та М. Сивого. Геологічні памятки Товтр описані Й. М. Свинком (1993).

Таким чином, внаслідок понад 150- річних геолого-геоморфологічних досліджень Подільських Товтр: а) встановлено їхню природу, визначено основні умови формування та наступної трансформації структури пасма; б) вивчено головні риси стратиграфії та тектоніки, подано мінералогічну, петрографічну та палеонтологічну характеристику порід; в) відстежено особливості геоморфологічної будови та здійснено регіоналізацію пасма.

РОЗДІЛ 2. ФОРМУВАННЯ РЕЛЬЄФУ ПОДІЛЬСЬКИХ ТОВТР

2.1 Формування верхньобаденських органогенних споруд

Головне пасмо Подільських Товтр утворює відпрепарований денудацією бар'єрний риф, складений верхньобаденськими органогенними та органогенно-детритовими вапняками, які локально перекриті серпулітовими вапняками нижнього сармату.

Для формування складних органогенних побудов необхідний комплекс умов. Передусім утворення органогенних побудов пов'язане з інтенсивним локальним розвитком організмів рифового біоценозу, життєдіяльність яких відбувається в особливих екологічних умовах. Для формування складних диференційованих рифових побудов потрібно, щоб рифобудівники розселялись не рівномірно по дну басейну, а окремими групами з високою щільністю. Такими локальними ділянками слугують додатні форми рельєфу морського дна. Отже, друга умова для розвитку рифів - відповідний рельєф дна морського басейну. Приуроченість органогенних побудов до припіднятих ділянок дна зафіксовано як для дрібних побудов невеликої потужності, так і для великих бар'єрних рифів [17].

Основою для росту баденських рифових побудов Поділля була обмілина, виражена у рельєфі морського дна як додатний елемент, що визначений наявністю давнього слурійського підняття [17]. Формування обмілини зумовлене седиментаційними причинами - значною швидкістю осадонакопичення. Молодші органогенні утворення нижнього сармату приурочені до шлейфоподібних обмілин, які простягались від Головного рифового пасма й утворились унаслідок його руйнування [17].

Виникнення додатних форм рельєфу дна, зумовлене тектонічними підняттями. Для тривалого росту рифів також потрібне збереження швидкості прогинання на одній ділянці, тому ланцюги рифів зазвичай бувають приурочені до великих довготривалих розломів, положення яких фіксоване у просторі. Отже, розвиток органогенних побудов пов'заний з тектонічним режимом території.

Подільські Товтри формувались у тектонічно активній зоні Волино- Подільської плити. Тектонічна активність Товтрової зони простежена на різних етапах історії розвитку Волино-Поділля. Диференційовані й різнонапрямлені рухи блоків у межах цієї зони зумовили, зокрема, розподіл фацій міоценових відкладів і створили сприятливі умови для рифоутворення. Протягом пізнього баденію зона контролювала положення східного берега басейну [1].

У пізньокрейдовий час (сеноман) у районі Товтрового пасма був витягнутий у північно-західному напрямі острів, який не покривало море. Про цей факт свідчить відсутність крейдових відкладів у смузі шириною до 18 км, що витягнута у північно-західному напрямі від м. Кам'янця-Подільського до смт Гримайлів (уздовж лінії Красне - Закупне - Гуменці - Кам'янець-Подільський - Летава - Гусятин - Товстеньке). В епоху перед-баденської трансгресії зазначена територія виділялась у рельєфі у вигляді пологого підняття [17].

Морські умови на території Поділля закріпились у пізньому баденії. У цей час на піднятих ділянках морського дна (валах, біогермних банках) за 15-30 км від східного берега Центрального Паратетису по лінії Ратищі - Збараж - Сатанів - Гримайлів - Кам'янець-Подільський почав формуватися бар'єрний риф (Додаток А). Риф утворили організми- рифобудівники- літотамнії, які належать до червоних (багрянкових) ниткових багатоклітинних водоростей [18]. У Товтрах місцями трапляються корали, що відрізняє Товтри від аналогічних утворень на Розточчі [20]. Спорадично трапляються ділянки рифу, збудовані моховатками (наприклад, поблизу с. Гуменці). Таксономічний склад коралів у Товтрах засвідчує їхню значну подібність до інших рифів міоцену з морських середземноморських басейнів та Центрального Паратетису [17, 20].

Територія морського басейну в передкарпатській западині у пізньому баденії досягала значних розмірів порівняно з басейнами раннього та середнього баденію - море поширилось далеко на платформу. На північний схід від рифових побудов формувались лагунні відклади, літотамнієві вапняки, які далі на південний схід фаціально заміщені прибережними пісками з багатою фауною молюсків [7, 16]. На південний захід від Товтр поширені верхньобаденські карбонатні глибоководні фації [22].

Рифові споруди верхнього баденію в сучасному рельєфі утворюють ланцюг лінійно витягнутих пагорбів. Т.А. Знаменська (1985) з'ясувала, що відносна прямолінійність простягання Товтрового пасма зумовлена Теребовлянським розломом, який розділяв блоки земної кори з різним режимом тектонічного розвитку. Зміщення блоків по розлому привели до утворення структурних виступів на дні міоценового моря і створили сприятливі умови для їхнього заселення організмами - рифобудівниками.

На підставі аналізу гіпсометрії підошв верхньобаденських рифових відкладів можна зазначити про низку особливостей рельєфу Головного пасма, які були протягом нижнього баденію [21]. У цей час сформувались лінійно витягнуті пасма з вирівняною вершинною поверхнею. До сучасної долини р. Збруч баденський рифовий масив утворювали дугоподібно витягнуті пасма, розділені незначними зниженнями (Додаток Б). За даними Михайлова В.А. (1971), абсолютні висоти вершинних поверхонь Головного рифового пасма на цій ділянці становили 360-390 м. Від долини р. Збруч абсолютні висоти баденського рифу знижувалися до 330-320 м унаслідок загального нахилу території Подільської плити на південь. На окремих ділянках рифові пасма не формувались. К.І. Геренчук вважав [7], що Товтрове пасмо було розділене на окремі масиви внаслідок формування епігенетичних (накладених) річкових долин. Інші дослідники [4], проводячи аналогію будові сучасних рифів, переконують, що Головне рифове пасмо початково було утворене у вигляді відокремлених пасом. Рифові пасма розділяють так звані річкові проходи, розташовані навпроти гирл річок, які текли з материка. Води річок, які впадали в море, змінювали солоність і температуру морських вод, вносили мулистий матеріал і цим створювали несприятливі умови для життя організмів-рифобудівників.

На межі баденію і сармату, у зв'язку з перебудовою регіонального структурного плану Поділля, палеогеографічна ситуація Паратетису в районі рифового пасма помітно змінилась. Передкарпатська западина, яка в баденії була частиною Середнього Паратетису, у сарматі стала дефакто фрагментом Східного Паратетису (тобто басейну евксинсько-каспійського), утворивши витягнуту далеко на північний захід Галицьку затоку, яка не мала безпосереднього сполучення з панонським басейном [20].

Отже, Головне пасмо Подільських Товтр почало формуватись у верхньому баденії. За даними геологознімальних робіт можна зазначити низку особливостей рельєфу, на якому утворювався літотамнієвий бар'єрний риф. Територія була полого нахилена з північного заходу на південний схід. Абсолютні відмітки території на північному заході становили 360-380 м, на південному сході - 170-200 м (Додаток А). Рельєф цієї ділянки був слабко розчленованим, за винятком північно-західної частини, де простежено локальні підняття відносною висотою 25-40 м. Імовірно, що зазначені пагорби стали основою для формування рифових пасом. У сучасному рельєфі на цій ділянці Головне пасмо Подільських Товтр не утворює суцільного масиву, а представлене низкою послідовно розташованих пасом.

2.2 Формування нижньосарматських органогенних споруд

У ранньому сарматі рифоутворення поновилось і було приурочене до західного берега морського басейну. Умови рифоутворення в цей час суттєво змінилися - формування рифів уже не було чітко приурочене до певної лінії, хоч і відбувалось у районі пізньобаденського літотамнієвого рифу. Основою для формування порівняно великих сарматських органогенних споруд слугували баденські рифові масиви, внаслідок чого утворились складні двоярусні побудови. Дрібніші сарматські органогенні споруди частіше формували окремі невеликі пасма вздовж західного схилу літотамнієвого рифу, орієнтовані відповідно до нової північно-східної структурно-фаціальної зональності під прямим кутом до літотамнієвого рифу [17].

Формування Подільських Товтр протягом верхнього баденію - нижнього сармату було визначене розломами північно-західного і північно-східного простягання. У пізньому баденії рифоутворення контролювали розломи північно-західного напряму, у ранньому сарматі рифоутворення контролювали - північно-східного. З зазначеними напрямами збігаються витримані на всій довжині Товтр головні системи тріщин у рифових масивах - поздовжні та поперечні [20]. Отже, на формування Товтрових органогенних споруд, крім регіонального Теребовлянського розлому, який зумовив генеральний північно-західний напрям простягання Товтр та їхню лінійну конфігурацію, значно впливали розломи північно-східного напряму.

За результатами геологознімальних робіт, виконаних В. А. Михайловим (1967-1971), розломи північно-східного простягання належать до трьох груп: розломи, що були активні у міоцено-четвертинний час (дислокації фіксовані у гіпсометрії сучасної поверхні, підошві верхньобаденських відкладів, зміною потужності та літологічного складу рифових відкладів); розломи, активні переважно у пізньобаденський-ранньосарматський час із загасанням тектонічної активності у четвертинний час (порушення фіксовані зміщенням підошви верхньобаденських відкладів, зміною потужності рифових відкладів, однак не виявлені у сучасному рельєфі) та розломи, активні переважно у пліоцено-четвертинний час (уздовж розривних порушень фіксовані виразні гіпсометричні зміщення в сучасному рельєфі без закономірної зміни відміток підошви верхньобаденських відкладів, їхньої потужності та літологічного складу в межах різних блоків) (Додаток Б).

Отже, на підставі аналізу гіпсометрії сучасної поверхні Головного пасма Подільських Товтр, гіпсометрії підошви верхньобаденських рифових відкладів, розподілу зміни потужностей та літологічного складу міоценових відкладів, відповідну ділянку земної кори можна розділити на низку блоків, розділених розломами північно-східного простягання. З огляду на це, морфологічні особливості рельєфу Головного пасма та бічних товтр треба розглядати з урахуванням існування тектонічних розломів. Риф зростав у прибережній смузі моря, де були сприятливі умови для існування організмів- рифобудівників, але особливості зростання, переривчатість суцільності пасма часто були визначені власне блоковими тектонічними зміщеннями.

Розлом по лінії сіл Добриводи - Дубівці, що виявив А. Г. Андрєєв (1970), успадкований річкою Гніздечна і розмежовує ділянки Товтр з різними відмітками сучасної поверхні Головного пасма. За даними буріння (Михайлов В. А. 1969), у південно-західному блоці відмітки підошви верхньобаденських відкладів у свердловинах 156, 46, 42, відповідно, дорівнюють 324,0, 321,1 та 322,0 м. У північно-східному блоці в свердловинах 53, 51 та 83 - відповідно, 309,8, 305,1 та 305,0 м. Отже, тектонічне зміщення підтверджене перепадом абсолютних відміток у різних блоках у середньому на 15,8 м.

Поблизу села Добриводи розташоване велике родовище детритових вапняків. Оскільки детритові вапняки формуються внаслідок руйнування рифових і мають шлейфову природу накопичення, то значні їхні потужності є ще одним доказом блокових зміщень на цій ділянці.

Розлом по лінії сіл Старий Скалат - Хмелиска розмежовує ділянки Товтр, які відрізняються відмітками абсолютних висот вершинної поверхні Головного пасма. Північно-західний блок Головного пасма Товтр припіднятий щодо південно-східного у граничному пункті с. Полупанівка на 18,3 м.

Тектонічне зміщення по наміченій лінії підтверджене також різницею у відмітках підошви верхнього баденію у свердловинах 25, 24, яка становить 17 м. В опущеному блоці потужність рифових вапняків верхнього баденію становить 88 м (св. 21), а в піднятому блоці - 52 м (св. 25) [21].

Дугоподібне відхилення Головного пасма Товтр від загального північно-західного напряму його простягання, яке простежують поблизу с. Остап'є, може бути зумовлене існуванням вузької зони тектонічного опускання між двома порівняно стабільними блоками [21]. На цій ділянці відмітки підошви верхньобаденських вапняків у північно-східному блоці за даними свердловин 403, 407, 421 становлять, відповідно, 268, 268 та 264 м, у південно-західному за даними свердловин 406, 445 - відповідно, 265 та 264 м.

У вузькому опущеному блоці сумарна потужність відкладів нижнього баденію та верхнього сармату за даними свердловин 404, 51 дорівнює, відповідно, 54 та 56 м.

Існування розломів уздовж долини річки Збруч результатами буріння не підтверджене. Проте в районі смт Сатанів помітна значна зміна нахилу русла. Наявністю розлому можна пояснити різку зміну напряму течії ріки з меридіонального на широтний з наступним поворотом у смузі рифів на південь уздовж субмеридіонального розлому. Формування Іванківського родовища детритових вапняків також пояснюють блоковими зміщеннями уздовж долини р. Збруч.

Ширина Товтрового пасма в районі його перетину р. Збруч максимальна і досягає 10-12 км. На цій ділянці пасмо значно розширюється внаслідок припіднятого блока з низки великих викопних рифових масивів. Напрям простягання окремих пасом Товтр збігається з напрямами намічених геологами розломів.

Головне пасмо на правобережжі р. Жванчик утворює низка паралельних пасом північно-західного простягання. На цій ділянці А. Андрєєв і В. Гук [1] виділили розлом по лінії сіл Закупне - Кутківці, що збігається з долиною р. Жванчик. Проте за даними геологічного буріння [1, 21] перепаду абсолютних відміток підошви верхньобаденських відкладів у суміжних блоках практично нема (становить у середньому 1,3 м).

Цей факт пояснюють тектонічною інверсією (зміною знака вертикальних рухів уздовж розлому) під час формування органогенних побудов і після завершення формування рифу в міоцені. У процесі утворення рифу північно-західний блок опускався щодо південно-східного. У час завершення рифоутворення плоскі вирівняні вершинні поверхні Головного пасма Товтр перебували на одному гіпсометричному рівні, а відмітки підошви верхньобаденських відкладів у північно-західному блоці були нижчими. У верхньому сарматі північно-західний блок почав підніматися, а південно-східний - опускатися, внаслідок чого гіпсометричні рівні поверхонь Головного пасма практично вирівнялись.

Тектонічне порушення по цій лінії підтверджене коліноподібним вигином долини р. Жванчик і різким виклинюванням рифових фацій верхньобаденського під'ярусу вздовж північного краю простягання Товтрового пасма від станції Закупне до р. Смотрич, а також збільшенням потужності верхньобаденських рифових вапняків у північно-західному блоці (зокрема, у родовищі вапняків Лисогірка).

Тектонічний розлом намічений В. Гуком, А. Андреєвим по долині річки Мукша в околицях с. Привороття. За даними свердловин перевищення суміжних блоків становить у середньому 25 м. Підтверджує наявність розлому глибоко врізана долина р. Мукші, на захід від якої простежено потужний розвиток рифових фацій верхнього баденію і нижнього сармату, а на схід рифових фацій зовсім нема. Потужність рифових вапняків верхнього баденію-нижнього сармату в опущеному північно-західному блоці становить понад 100 м.

У середньому сарматі в межах Товтрової зони блокові переміщення вздовж розломів північно-східного напряму тривали, що зумовило ступінчастість зміни гіпсометрії поверхні рифових масивів. Абсолютні висоти вершинної поверхні Головного пасма Товтр змінюються з північного заходу на південний схід від 430 м поблизу с. Підкамінь до 350 м у долині р. Дністер. Зниження висот відбувається не плавно, а окремими сходинками з практично одновисотним горизонтальним положенням вершинних поверхонь Головного пасма [1].

Отже, геоморфологічна будова викопного бар'єрного рифу Подільських Товтр пов'язана з умовами тектонічного розвитку Подільської плити.

Наприкінці раннього сармату почалася нова фаза піднять північно-західної частини Поділля, яка зумовила регресію моря на схід. Морський режим зберігся до раннього сармату лише в західній частині Поділля. Море регресувало внаслідок інтенсивнішого підняття північно-західної частини області Товтрового пасма щодо південно-східної. Наприкінці раннього сармату заклалась, відповідно до загального нахилу місцевості, тогочасна річкова мережа південно-східного напряму. Це підтверджують напрями приток річок Серету, Гнізни, Жванчику, Смотричу та Мукші. Притоки сучасних річок Поділля успадкували напрям давнішої гідромережі [7, 19].

2.3 Сучасні геоморфологічні особливості Подільських Товтр

Локальна рухомість Товтрової зони зумовила низку особливостей гідрографії Поділля. Протягом четвертинного періоду Товтри піднімались і надалі, з інтенсивнішим підняттям їхньої північної частини. Результатом нового розподілу висот стала докорінна перебудова річкової мережі Поділля - річки змінили напрям руху з південно-східного діагонального на меридіональний [12] (Додаток В).

На південному сході території поширення Товтр абсолютні відмітки підошви відкладів верхнього баденію мінімальні й становлять 210-170 м. У рельєфі підошви верхньобаденських відкладів є незначні підняття (до 20-30 м) та зниження (до 40 м). Як і на північному заході території Товтр, тут бар'єрний риф не утворював суцільного пасма, а розбитий на окремі послідовно розташовані масиви.

Незважаючи на значне зниження абсолютних висот Головного пасма, потужність рифових відкладів на різних ділянках практично не змінюється. На сучасному межиріччі Серету та Збруча баденський риф утворює вигнуту в діагональному напрямі дугу (випуклу на схід), яка складається з потужних (до 60-80 м) окремих пасом. Абсолютна висота зазначених пасом коливається в межах 380-360 м. Південніше, на межиріччі Збруча та Дністра, напрям простягання баденських рифових пасом змінюється з діагонального на субмеридіональний. У долині Збруча зареєстровано перепад абсолютних висот пасма з 360 до 320-340 м. Такі абсолютні висоти характерні для всіх рифових пасом межиріччя Збруча та Дністра. Потужність рифових пасом цієї ділянки змінюється від 40-60 м до 60-80 м.

Рифове пасмо верхнього баденію за напрямом простягання, абсолютними висотами та потужністю відкладів можна розділити на дві частини, розмежовані сучасною долиною р. Збруч (Додаток В).

Характер формування органогенних утворень нижнього сармату значно відрізнявся. Серед причин, які вплинули на формування і розвиток рифових утворень нижнього сармату, важливе значення мав бар'єрний риф верхнього баденію. Внаслідок руйнування літотамнієвого рифу утворились обмілини, які були основою для формування окремих рифових побудов нижнього сармату (сучасні бічні товтри). Утворення окремих сарматських невисоких пасом, зазвичай, приурочене до розчленованіших ділянок Головного пасма, у центральній частині Подільських Товтр бічних товтр немає.

Відклади нижнього сармату також формувались на рифових пасмах, унаслідок чого абсолютні висоти Головного пасма на окремих ділянках зросли. Різниця абсолютних висот підошви відкладів нижнього сармату та сучасної поверхні Головного пасма Товтр становить 15-25 м.

ВИСНОВКИ

На основі проведеного наукового дослідження ми можемо сформувати ряд узагальнюючих висновків:

1. Особливості формування форм рельєфу у геоморфології розвивається під впливом екзогенного та ендогенного чинників. Джерелом ендогенних процесів є внутрішня енергія Землі, а екзогенних - зовнішня.

2. Бар'єрний риф головного пасма Подільських Товтр складений верхньобаденськими органогенними та органогенно-детритовими вапняками, які локально перекриті серпулітовими вапняками нижнього сармату. Утворення органогенних побудов пов'язане з інтенсивним локальним розвитком організмів рифового біоценозу, життєдіяльність яких відбувається в особливих екологічних умовах. Основою для росту баденських рифових побудов Поділля була обмілина, виражена у рельєфі морського дна як додатний елемент, що визначений наявністю давнього силурійського підняття.

3. Основою для формування порівняно великих сарматських органогенних споруд слугували баденські рифові масиви, внаслідок чого утворились складні двоярусні побудови. Дрібніші сарматські органогенні споруди частіше формували окремі невеликі пасма вздовж західного схилу літотамнієвого рифу, орієнтовані відповідно до нової північно-східної структурно-фаціальної зональності під прямим кутом до літотамнієвого рифу.

4. Протягом антропогенного періоду інтенсивно піднімалась права частина Подільських Товтр. Внаслідок чого річкова мережа Поділля докорінно змінилася (річки змінили напрям руху з південнно-східного на меридіальний). У рельєфі підошви верхньобаденських відкладів є незначні підняття та зниження. Як і на північному заході території Товтр, тут бар'єрний риф не утворював суцільного пасма, а розбитий на окремі послідовно розташовані масиви.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ

1. Андреев А. Новые данные о морфологии и неотектонике Подольской рифогенной зоны / А.Г. Андреев, В.И. Гук // Материалы по геологии, гидрогеологии и геохимии Украины, Казахстана, Алтая и Забайкалья. -- 1970. -- № 6. -- С. 27--35.

2. Выржиковский Р. Р. Новая гряда сарматских рифових известняков на Подолии (геол. исследования в долине р. Каменки в 1926 г.) / Р. Р. Выржиковский // Вісник Укр. геол. Комітету. -- 1928. -- Вип. ІІ. -- С. 39--44.

3. Геренчук К. И. Геоморфология Подолии / К. И Геренчук // Учён. зап. Черновицкого ун-та, сер. геол.-геогр. Наук. -- 1950. -- Т. 8. -- Вып. 2. -- С. 89--111.

4. Геренчук К. И. Подольские Толтры (геоморфологический очерк) / К. И Геренчук // Изв. ВГО. -- 1949. -- Т. 81. -- Вып. 5. -- С. 325--329.

5. Геренчук К. И. Подольские толтры (геоморфологический очерк) / К. И Геренчук // Изв. ВГО. -- 1949. -- Т.81. -- Вып.5. -- С. 530--536.

6. Гофштейн И. Д. Неотектоника Западной Волыно-Подолии. / И. Д. Гофштейн -- К.: Наук. думка, 1979. -- 156 с.

7. Киндюк Б. В. Закономерности строения и распределения гидрографической сети Подолии в связи с тектоникой / Б. В. Киндюк, В. А. Овчарук // Геол. журн. -- 2005. -- № 4. -- С. 90--96.

8. Давиташвили Л. Ш. К экологии животных рифовой фации среднего миоцена Украины // Проблемы палеонтологии. -- 1937. -- № 2--3 -- С. 28--31.

9. Денисик Г. І. Товтри України / Г. І. Денисик // Мат-ли Всеукр. наук.-практ. конф. -- Кам'янець-Подільський. --1993. -- С. 79--80.

10. Знаменська Т. О. Товтровий кряж та його місце в структурі південно-західної окраїни Східно-Європейської платформи / Т. О. Знаменська // Геологічний журнал -- 1976. -- Т. 36. -- Вип. 5. -- С. 54--62.

11. Знаменская Т.А. Чебаненко И. И. Блоковая тектоника Волыно-Подолии./ Т. А. Знаменская, И. И. Чебаненко // К. -- Наукова думка, 1985. -- С. 152 с.

12. Ковалишин Д. До питання про формування рельєфу і ландшафтів Подільських Товтр /Д. Ковалишин, І. Каплун // Наукові записки ТНПУ ім. В. Гнатюка. Серія: Географія. -- 1998. -- № 2. -- С. 38--42.

13. Ковалишин Д. До питання формування рельєфу і ландшафтів Подільських Товтр / Д. Ковалишин, І. Каплун // Наук. зап. ТНПУ. Сер. географія. -- 1998. -- № 2(7). -- С. 112--118.

14. Коржик В. П. Карст Товтр Чернівецької області / В. П. Коржик / Матеріали Всеукр. наук.--практ. конф. -- Кам'янець-Подільський. -- 1993. -- С. 100--103.

15. Королюк И. К. Подольские Толтры и условия их образования / И. К. Королюк // Тр. Ин--та. геол. наук АН СССР. -- Сер. геол. -- 1952. -- Вып. 110. -- № 56. -- С. 120.

16. Королюк И. К. Подольские Толтры и условия их образования. / И. К. Королюк // Труды ИГН АН СССР, геол. сер. -- 1952. -- Т. 110. -- № 56. -- 140 с.

17. Кузнецов В. Г. Эволюция рифовой формации в свете общей эволюции карбонатонакопления / В. Г. Кузнецов // Геология рифов. Материалы Междунар. совещ. -- Сыктывкар Геопринт -- 2005. -- С. 94--95.

18. Ласкарев В. Д. Геологические исследования в юго-западной России (17-й лист общей Геол. карты Европейской России) /В. Д. Ласкарев // Тр. Геол. комитета. -- Нов. Сер. -- 1914. -- № 77. -- 540с.

19. Михайлов В. А. Прогнозно-геологическая оценка известняков Толтровой гряды как сырья для различных отраслей промышленности: Отчет о работах проведенных в 1967-1971 /В. А. Михайлов -- Киев -- 1971.

20. Москалюк К. Про формування рельєфу Подільських Товтр / К. Москалюк // Львівський національний університет імені Івана Франка, вул. П. Дорошенка 41, м. Львів, 79000, Україна. -- 239--248с.

21. Наливкин Д.В. Фации скал и обвалов/ Д. В. Наливкин // Проблемы сов. геологии. -- 1937. -- Т. 7. -- № 2. -- С. 142--145.

22. Рудницький С. Знадоби до морфології Подільського сточища Дністра / С. Рудницький -- Львів: Видавництво НТШ, 1912. -- 311 c.

23. Свинко Й. Розривні тектонічні порушення Товтрової гряди і їх відображення в сучасному рельєфі / Й. Свинко // Наук. зап. ТНПУ. Сер. Географія. -- 1998. -- № 2. -- C. 18--20.

24. Стецюк В.В. Основи геоморфології: Навч. посіб. / В.В. Стецюк, І.П. Ковальчук // -- Київ.: Вища шк. 2005. -- 495 с.

25. Хаин В.Е. Рифы и тектоника /В.Е. Хаин // Значение биосферы в геологических процесах. -- 1962. -- С. 162--171.

Размещено на Allbest.ru